程文靜 俞小鼎 王秀明 李 凱

1 中國氣象科學(xué)研究院,北京 100081

2 中國氣象局氣象干部培訓(xùn)學(xué)院,北京 100081

3 中國礦業(yè)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與測繪工程學(xué)院,北京 100083

提 要： 影響北京和河北的對流風(fēng)暴多半由太行山山區(qū)移來,為增加對從太行山東麓下山的對流風(fēng)暴強(qiáng)度變化和維持時(shí)間等演變特征的了解,基于全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖,對2011—2020年10年期間暖季太行山東麓對流風(fēng)暴下山演變的氣候特征進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析。結(jié)果表明：下山對流風(fēng)暴在石家莊北部、北京南部、保定中南部和滄州市西部存在≥45 dBz的強(qiáng)回波高頻中心,且下山對流風(fēng)暴常在石家莊北部近山平原和滄州西部顯著增強(qiáng);對于下山增強(qiáng)的對流風(fēng)暴,17時(shí)前后在山區(qū)最為活躍,18時(shí)至次日02時(shí)主要影響平原地區(qū);對流風(fēng)暴來向越偏西,下山對流風(fēng)暴數(shù)越多,下山增強(qiáng)的對流風(fēng)暴比例越高,移速也越快;下山過程中,大多數(shù)對流風(fēng)暴變得更強(qiáng)和更加具有組織性,下山初始時(shí)刻回波強(qiáng)度≥45 dBz的對流風(fēng)暴86%能成功下山,其中水平尺度大于100 km、結(jié)構(gòu)密實(shí)的強(qiáng)對流風(fēng)暴超過90%能成功下山;下山增強(qiáng)的樣本在下山過程中風(fēng)暴的強(qiáng)回波面積急劇擴(kuò)大,到達(dá)平原前一個(gè)時(shí)刻其面積約為初始面積的3倍,在平原地區(qū)繼續(xù)發(fā)展后其平均面積可達(dá)到初始面積的 4.6 倍;下山增強(qiáng)的對流風(fēng)暴大多下山用時(shí)僅為1～2 h,而影響平原的時(shí)長可持續(xù)4～8 h,影響平原時(shí)長4～8 h的對流風(fēng)暴的風(fēng)暴類型以線性MCS(47%)和非線性MCS(30%)為主。

引 言

河北和北京西部為太行山區(qū),太行山呈東北—西南走向,綿延逾400 km,大部分海拔在1200 m以上。太行山區(qū)的特殊地形對北京、河北的對流天氣發(fā)生發(fā)展起著至關(guān)重要的作用。以往的北京對流風(fēng)暴氣候?qū)W統(tǒng)計(jì)結(jié)果(王令等,2006;Wilson et al,2007;Chen et al,2012;蘇德斌,2013;陳明軒等,2014)表明,影響城區(qū)的對流風(fēng)暴多半是由山區(qū)移來的,對流風(fēng)暴下山到達(dá)平原地區(qū)在城區(qū)產(chǎn)生強(qiáng)烈的對流天氣,會(huì)對公眾安全造成嚴(yán)重危害,因此準(zhǔn)確預(yù)報(bào)下山對流風(fēng)暴的強(qiáng)度和形態(tài)結(jié)構(gòu)變化至關(guān)重要。

國內(nèi)外學(xué)者從不同角度對影響對流風(fēng)暴下山的因素進(jìn)行了分析。一般來說,對流風(fēng)暴自身強(qiáng)度越強(qiáng)、組織性越好,成功下山的可能性越大,10 km以下尺度較小的孤立的對流風(fēng)暴一般不能成功下山(Wilson et al,2007;2010)。實(shí)際中對流風(fēng)暴下山情況復(fù)雜,有些山區(qū)尺度較大、回波較強(qiáng)的對流風(fēng)暴在下山過程中消散(肖現(xiàn)等,2015;孫靖和程光光,2017),有些在山區(qū)相對弱的對流風(fēng)暴在下山過程中顯著增強(qiáng)(肖現(xiàn)等,2013;Xiao et al,2017;2019)。太行山區(qū)對流風(fēng)暴能否成功下山除了與對流風(fēng)暴本身的因素有關(guān),更重要的是下山過程以及下山后的環(huán)境條件。有利的平原熱動(dòng)力條件是對流風(fēng)暴能否成功下山的關(guān)鍵因素,即大的不穩(wěn)定能量(Letkewicz and Parker,2011;黃榮,2012)、有利于不穩(wěn)定能量釋放的動(dòng)力和環(huán)境條件(Newton,1950;孫繼松和楊波,2008;陳明軒等,2010;Wilson et al,2010)、充沛的水汽條件(俞小鼎等,2012;Weckwerth et al,2014)等。低層暖濕氣流與下山對流風(fēng)暴的冷池共同形成的輻合線強(qiáng)弱、低層暖濕氣流和地形之間的夾角及其自身強(qiáng)弱都是影響對流風(fēng)暴下山的關(guān)鍵因子(樊利強(qiáng)等,2009;陳雙等,2011;王叢梅等,2017)。

氣候?qū)W統(tǒng)計(jì)有助于了解對流風(fēng)暴下山規(guī)律。北京地區(qū)對流風(fēng)暴氣候?qū)W的研究為對流風(fēng)暴下山的研究提供了重要參考(Wilson et al,2007;Zheng et al, 2007;Chen et al,2012;2014;蘇德斌,2013;陳明軒等,2014;潘赫拉等,2020)。對流類型的氣候?qū)W統(tǒng)計(jì)研究(王令等,2006)和兩類對流風(fēng)暴下山增強(qiáng)的環(huán)境特征研究(黃榮,2012)增加了對北京地區(qū)下山風(fēng)暴強(qiáng)度變化的認(rèn)識(shí)。Xiao et al(2017;2019)的研究給出了暖季弱天氣強(qiáng)迫下弱的對流風(fēng)暴下山增強(qiáng)的概念模型圖。

華北地區(qū)的對流風(fēng)暴下山問題仍是預(yù)報(bào)難點(diǎn)。迄今為止,河北省境內(nèi)的太行山東麓對流風(fēng)暴下山問題鮮少被研究。為了得到對流風(fēng)暴下山的氣候特征,本研究對中國太行山(含燕山)東麓(包括北京和河北)2011—2020年10年期間暖季對流風(fēng)暴進(jìn)行較系統(tǒng)統(tǒng)計(jì)分析。研究內(nèi)容包括下山對流風(fēng)暴強(qiáng)度變化(增強(qiáng)、減弱、維持)的樣本分布、時(shí)空分布以及其在山區(qū)活動(dòng)特點(diǎn),對于下山增強(qiáng)的對流風(fēng)暴還進(jìn)一步分析了其在平原地區(qū)的演變情況,期望部分解答什么樣的對流風(fēng)暴會(huì)下山增強(qiáng),以及下山增強(qiáng)的對流風(fēng)暴會(huì)如何影響平原地區(qū)等難點(diǎn)問題。

1 資料與方法

1.1 研究區(qū)域

研究區(qū)域見圖1(黃色實(shí)線以東的填色)。其中山頂分界線選擇山脈最高處(黃色實(shí)線),山區(qū)與平原分界線為200 m等高線(藍(lán)色實(shí)線)。

注：黃色實(shí)線：山頂分界線,藍(lán)色實(shí)線：山區(qū)平原分界線,紅色實(shí)線：本研究的平原邊界,填色：高程,山頂分界線以東的填色：研究區(qū)域,加粗黑線包圍區(qū)域：北京。圖1 研究區(qū)域以及周邊地表高程Fig.1 Surface elevation around the study area

1.2 資 料

本文所使用的數(shù)據(jù)為2011—2020年5—9月全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖產(chǎn)品(Zhou et al,2020;周康輝等,2021)。該數(shù)據(jù)是中國氣象局氣象探測中心推送的業(yè)務(wù)產(chǎn)品之一。數(shù)據(jù)空間分辨率為0.01°×0.01°,時(shí)間分辨率在2016年6月14日之前是10 min,之后調(diào)整為6 min。組合反射率因子數(shù)據(jù)可反映對流風(fēng)暴整個(gè)生命史的強(qiáng)度演變和移動(dòng)路徑等,適用于雷達(dá)氣候?qū)W研究工作(Carbone et al,2002;Fabry et al,2017;Saltikoff et al,2019)。

1.3 統(tǒng)計(jì)方法

統(tǒng)計(jì)工作包括樣本選取、樣本集劃分和風(fēng)暴屬性記錄與計(jì)算三大部分(圖2)。首先基于全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖,以最大面積和最強(qiáng)反射率因子為標(biāo)準(zhǔn),挑選研究區(qū)域內(nèi)的對流風(fēng)暴樣本,得到暖季太行山東麓對流風(fēng)暴下山樣本集,然后根據(jù)對流風(fēng)暴強(qiáng)度變化判識(shí)標(biāo)準(zhǔn)(表1),劃分得到對流風(fēng)暴下山增強(qiáng)、維持和減弱三個(gè)樣本子集?；谏鲜鰳颖炯?完成對流風(fēng)暴的時(shí)空分布和演變特征兩部分特征統(tǒng)計(jì)。

表1 對流風(fēng)暴強(qiáng)度變化判定標(biāo)準(zhǔn)Table 1 Criteria for determining storm intensity changes

圖2 對流風(fēng)暴下山氣候?qū)W統(tǒng)計(jì)流程圖Fig.2 Flow chart of climatological statistics of mountain-to-plain convective storms

1.3.1 樣本選取

研究對象為從太行山東麓下山的對流風(fēng)暴。“下山”指對流風(fēng)暴從山坡(圖1中藍(lán)色和黃色線之間的區(qū)域)向平原地區(qū)移動(dòng)的過程,即所有在山坡范圍活動(dòng)過的對流風(fēng)暴。參考Xiao et al(2017)的研究,下山對流風(fēng)暴樣本選取需同時(shí)滿足強(qiáng)度和面積兩方面的閾值：(1)組合反射率因子最強(qiáng)回波≥55 dBz;(2)反射率因子強(qiáng)度≥45 dBz的強(qiáng)回波(以下簡稱為≥45 dBz回波)面積大于400 km2。兩個(gè)閾值可出現(xiàn)在不同時(shí)刻。400 km2的面積閾值設(shè)定基于β中尺度下限為20 km(Orlanski,1975),假定其大致為方形,其面積約為400 km2,即強(qiáng)度≥45 dBz的β中尺度對流風(fēng)暴。選擇回波強(qiáng)度較強(qiáng)的對流風(fēng)暴而非像以往研究那樣選擇所有強(qiáng)度回波樣本,主要是基于以下兩方面的考慮：(1)圍繞可能對平原造成較嚴(yán)重影響的對流風(fēng)暴;(2)以往研究表明,尺度較小的孤立對流風(fēng)暴下山大多衰亡。

1.3.2 樣本集劃分

根據(jù)對流風(fēng)暴強(qiáng)度變化判定標(biāo)準(zhǔn)(表1),對比對流風(fēng)暴下山初始時(shí)刻和到達(dá)平原時(shí)刻的回波強(qiáng)度和面積變化,將暖季太行山東麓對流風(fēng)暴下山樣本集劃分為增強(qiáng)型、維持型、減弱型樣本子集。反射率因子等級范圍是在Weckwerth et al(2011)的基礎(chǔ)上修改,將組合反射率因子等分為5個(gè)強(qiáng)度等級(表2),每個(gè)等級跨度為10 dBz。因?yàn)榻邓夭ǖ姆瓷渎室蜃右话恪?5 dBz,全國組合反射率因子數(shù)據(jù)中的最大值是65 dBz,所以回波統(tǒng)計(jì)范圍為15～65 dBz。根據(jù)對流風(fēng)暴的最大反射率因子劃分等級,為避免孤立點(diǎn)的異常極值對等級劃分的影響,最大反射率因子設(shè)定16 km2面積閾值(Chen et al,2014)。

表2 反射率因子等級范圍Table 2 Grade range of reflectivity factor

1.3.3 對流風(fēng)暴屬性

為盡量保證風(fēng)暴追蹤準(zhǔn)確,采用人機(jī)交互的風(fēng)暴追蹤方式：首先人工將相鄰兩個(gè)時(shí)刻的組合反射率因子拼圖上位置最接近、回波形狀最相像的回波區(qū)域選定為風(fēng)暴目標(biāo),框定對流風(fēng)暴每個(gè)時(shí)刻大致范圍(比回波范圍大),然后編程對框定范圍內(nèi)的反射率因子≥35 dBz的回波(簡稱為≥35 dBz回波)反射率因子強(qiáng)度加權(quán)得到風(fēng)暴質(zhì)心,進(jìn)而得到風(fēng)暴移動(dòng)路徑和移向移速等信息。

(1)成功下山與未成功下山。風(fēng)暴跨過山地平原交界線且到達(dá)平原時(shí)回波強(qiáng)度≥45 dBz被稱為成功下山,反之則為未成功下山。

(2)來源。將總樣本分為兩類：反射率因子強(qiáng)度≥45 dBz、從西側(cè)移動(dòng)到山頂分界線以東山坡的移來型和反射率因子強(qiáng)度<45 dBz、在山頂分界線以東新生或增強(qiáng)至45 dBz的新生型。值得一提的是,新生風(fēng)暴有的移動(dòng)到平原才增強(qiáng)至45 dBz,其新生點(diǎn)在平原。

(3)特征時(shí)刻。特征時(shí)刻指初始、達(dá)到平原、結(jié)束、最強(qiáng)盛四種狀態(tài)對應(yīng)的時(shí)間。四種狀態(tài)的定義如下：①初始：移來型指對流風(fēng)暴質(zhì)心跨越山頂分界線;新生型指對流風(fēng)暴強(qiáng)度首次達(dá)到45 dBz;②達(dá)到平原：回波質(zhì)心跨越山區(qū)平原分界線,對流風(fēng)暴尺度較大時(shí)即使風(fēng)暴質(zhì)心未過分界線,但分界線以東的≥45 dBz回波面積>400 km2也界定為對流風(fēng)暴跨越分界線;③結(jié)束：一般情況下指回波質(zhì)心移出平原邊界(圖1紅色實(shí)線);對流風(fēng)暴質(zhì)心移出研究區(qū)域但滯留在研究區(qū)域內(nèi)的強(qiáng)回波面積仍然較大的情況下,結(jié)束界定為滯留在研究區(qū)域內(nèi)的≥45 dBz回波面積<400 km2;對流風(fēng)暴在研究區(qū)域內(nèi)消亡的情形下,結(jié)束界定為風(fēng)暴強(qiáng)度<45 dBz且未再增強(qiáng);④最強(qiáng)盛：對流風(fēng)暴反射率因子強(qiáng)度≥55 dBz的回波面積最大。

(4)對流風(fēng)暴下山時(shí)長、影響平原時(shí)長和生命史。下山時(shí)長為到達(dá)平原時(shí)刻減去初始時(shí)刻。影響平原時(shí)長為結(jié)束時(shí)刻減去到達(dá)平原時(shí)刻。生命史為結(jié)束時(shí)刻減去初始時(shí)刻。未成功下山的對流風(fēng)暴不進(jìn)行下山時(shí)長和影響平原時(shí)長的計(jì)算。

(5)對流風(fēng)暴移速、來向和面積。對流風(fēng)暴移速和來向由初始時(shí)刻和結(jié)束時(shí)刻的回波質(zhì)心位置和兩個(gè)時(shí)刻之間的時(shí)間間隔計(jì)算得到。來向?yàn)轱L(fēng)暴移來的方向。對流風(fēng)暴面積由≥45 dBz回波的像素點(diǎn)的面積累加得到。

(6)頻次空間分布。將一次過程中所有時(shí)刻≥45 dBz回波的像素位置標(biāo)記為1,其他位置標(biāo)記為0,逐時(shí)次累加,即得到該過程對流風(fēng)暴活動(dòng)頻次分布,所有樣本累加就得到了對流風(fēng)暴活動(dòng)高頻區(qū)。由于全國雷達(dá)組合反射率因子數(shù)據(jù)的時(shí)間分辨率在2016年6月14日之前是10 min,之后為6 min。為保證時(shí)間分辨率一致,將2016年6月14日之前的頻次乘5/3。

(7)對流風(fēng)暴類型。對流風(fēng)暴類型基于≥35 dBz回波的長軸長度和長短軸比進(jìn)行劃分(Fowle and Roebber,2003;Chen et al,2012;Xiao et al,2017),長軸長度≥100 km為中尺度對流系統(tǒng)(mesoscale convective system,MCS),<100 km的為多單體風(fēng)暴;長短軸比≥3∶1為線性對流風(fēng)暴,<3∶1為非線性對流風(fēng)暴。對流風(fēng)暴分型如下：多單體非線性(圖3a)、多單體線性(圖3b)、非線性MCS(圖3c)、線性MCS(圖3d)。以上MCS類的相鄰單體之間邊界模糊,還有相當(dāng)一部分MCS的單體邊界清晰、結(jié)構(gòu)分散,被稱為分散性MCS(圖3e)。借鑒Blue- stein and Jain(1985)和Haberlie and Ashley(2018)中識(shí)別Broken-line MCS的規(guī)則,分散性MCS需滿足以下三個(gè)條件：①滿足上述MCS尺度標(biāo)準(zhǔn);②具有三個(gè)以及三個(gè)以上強(qiáng)單體(≥45 dBz回波面積>16 km2,或≥35 dBz回波面積>40 km2);③相鄰單體(以35 dBz為界)間距<20 km。為了解初始時(shí)刻對流風(fēng)暴形態(tài)、水平尺度對下山成功與否的影響以及風(fēng)暴類型的變化,對風(fēng)暴類型進(jìn)行統(tǒng)計(jì),新生型初始時(shí)刻類型記為新生。

圖3 對流風(fēng)暴類型示例(a)多單體非線性,(b)多單體線性,(c)非線性MCS,(d)線性MCS,(e)分散性MCS(強(qiáng)單體)Fig.3 Schematic diagram of storm types(a) multicell clusters, (b) multicell line, (c) nonlinear MCS, (d) linear MCS, (e) dispersive MCS (severe cells)

1.4 對流風(fēng)暴下山不同強(qiáng)度變化示例

圖4給出了對流風(fēng)暴下山不同強(qiáng)度變化(增強(qiáng)型、維持型和減弱型)的典型個(gè)例。圖4a～4c是2020年6月25日新生對流風(fēng)暴下山增強(qiáng)過程。18：48(圖4a,北京時(shí),下同)對流風(fēng)暴≥45 dBz回波面積為30 km2,而前一時(shí)刻為12 km2,小于給定閾值16 km2,因此將18：48記為初始時(shí)刻;20：06(圖4b)對流風(fēng)暴質(zhì)心跨過山區(qū)平原分界線到達(dá)平原;22：36(圖4c)對流風(fēng)暴在研究區(qū)域(北京和河北)內(nèi)≥45 dBz回波面積為397 km2,小于400 km2閾值,風(fēng)暴影響結(jié)束。初始時(shí)刻和到達(dá)平原時(shí)刻反射率因子等級由4級升至5級,同時(shí)≥45 dBz面積由20 km2增至510 km2,等級提高且≥45 dBz面積增幅滿足≥400 km2或者10%的標(biāo)準(zhǔn),所以將該過程判定為下山增強(qiáng)型。

注：紅框：對流風(fēng)暴的位置,紅色實(shí)線：對流風(fēng)暴移動(dòng)路徑,紅色實(shí)線上黑色圓圈：不同時(shí)刻對流風(fēng)暴的質(zhì)心位置,黑色等值線：200 m和1000 m等高線。圖4 (a～c)2020年6月25日新生對流風(fēng)暴下山增強(qiáng)個(gè)例,(d～f)2011年6月29日線性MCS下山維持個(gè)例,(g,h)2018年6月18日線性MCS下山減弱個(gè)例的對流風(fēng)暴下山發(fā)展演變組合反射率因子拼圖(a,d,g)初始時(shí)刻,(b,e)到達(dá)平原時(shí)刻,(c,f,h)結(jié)束時(shí)刻Fig.4 Composite radar reflectivity factor data mosaics for the development and evolution of the mountain-to-plain convective storms(a-c) case of the newborn convective storm downhill intensification on 25 June 2020, (d-f) case of the linear MCS downhill maintenance on 29 June 2011, (g, h) case of the linear MCS downhill weakening on 18 June 2018(a, d, g) initial time, (b, e) time of arrival on the plain, (c, f, h) end time

圖4d～4f為2011年6月29日線性MCS下山維持過程。從太行山以西移來的對流風(fēng)暴在19：00(圖4d)山頂分界線以東≥45 dBz回波面積為556 km2,對于移來對流風(fēng)暴,分界線以東≥45 dBz回波面積大于400 km2也被界定為對流風(fēng)暴過分界線,因此19：00為該過程的初始時(shí)刻;22：10(圖4e)對流風(fēng)暴在平原分界線以東≥45 dBz回波面積為432 km2,風(fēng)暴到達(dá)平原;對流風(fēng)暴在平原地區(qū)維持5 h后,于03：10(圖4f)衰減至<45 dBz,即滿足≥45 dBz 回波面積小于16 km2且未再增強(qiáng)的結(jié)束條件,對流風(fēng)暴結(jié)束。初始時(shí)刻和到達(dá)平原時(shí)刻反射率因子等級均為5級,且兩個(gè)時(shí)刻≥45 dBz回波面積分別為1961 km2和2100 km2,即面積變化未達(dá)到標(biāo)準(zhǔn),該對流風(fēng)暴下山強(qiáng)度維持。

圖4g,4h為2018年6月18日線性MCS下山減弱過程。17：24(圖4g)對流風(fēng)暴通過山頂分界線的≥45 dBz回波面積為493 km2,對流風(fēng)暴進(jìn)入太行山東坡;20：12(圖4h)對流風(fēng)暴在下山過程中≥45 dBz 回波面積減小到14 km2,小于16 km2,對流風(fēng)暴影響結(jié)束。對流風(fēng)暴初始時(shí)刻反射率因子等級為5級,≥45 dBz回波面積為685 km2,未能到達(dá)平原便消亡,強(qiáng)度變化和面積變化滿足減弱標(biāo)準(zhǔn),則該對流風(fēng)暴下山減弱。

2 統(tǒng)計(jì)結(jié)果分析

2011—2020年5—9月期間共篩選出645個(gè)下山對流風(fēng)暴樣本。由圖5a可見,在645個(gè)對流風(fēng)暴下山樣本中增強(qiáng)型的樣本數(shù)最大,占63%;減弱型的其次,占30%;維持型的僅占7%,表明大多數(shù)從太行山東麓下山的對流風(fēng)暴到平原地區(qū)時(shí)強(qiáng)度增強(qiáng)或不變。基于所有反射率因子≥35 dBz的對流風(fēng)暴,Wilson et al(2007)研究結(jié)果表明對流風(fēng)暴下山多消亡,僅少數(shù)增強(qiáng)。二者差異顯著,是由于本研究的研究對象是比較強(qiáng)的對流風(fēng)暴。由圖5b可見,下山的對流風(fēng)暴大多(79%)為移來型,僅少量為新生型。在太行山東坡新生的對流風(fēng)暴如果發(fā)展到滿足本研究的對流風(fēng)暴標(biāo)準(zhǔn),大多(77%)下山增強(qiáng)(圖5c),新生型增強(qiáng)占比比移來型高18%。645個(gè)對流風(fēng)暴下山樣本中,成功下山占比為86%(圖6a)。新生型成功下山占比為88%。移來型成功下山占比為85%(圖6b)。新生型成功下山概率比移來型略高。成功下山是指到達(dá)平原的對流風(fēng)暴強(qiáng)度≥45 dBz,而下山增強(qiáng)是對比下山初始時(shí)刻和達(dá)到平原時(shí)刻的風(fēng)暴強(qiáng)度變化得到對流風(fēng)暴在山坡明顯發(fā)展。增強(qiáng)型或維持型的對流風(fēng)暴一定能夠成功下山,減弱型的強(qiáng)對流風(fēng)暴55%能夠成功下山。

圖5 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓下山對流風(fēng)暴的(a)不同強(qiáng)度變化,(b)不同來源以及(c)不同來源的不同強(qiáng)度變化的占比Fig.5 The proportion of (a) different intensity changes, (b) different sources, and (c) different intensity changes of different sources of mountain-to-plain convective storms in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

圖6 基于 2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓下山對流風(fēng)暴的(a)總體和(b)不同來源樣本的成功下山占比Fig.6 The proportion of successful downhill of (a) all and (b) different sources of mountain-to-plain convective storms in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

2.1 對流風(fēng)暴空間分布特征

圖7a給出了645個(gè)對流風(fēng)暴下山樣本≥45 dBz的強(qiáng)回波頻次分布,可以看到石家莊北部近山平原、北京南部為兩個(gè)顯著的高頻中心,保定中南部、滄州市西部為兩個(gè)次高頻中心,表明下山對流風(fēng)暴經(jīng)常在這些區(qū)域匯集或者發(fā)展。增強(qiáng)型對流風(fēng)暴≥45 dBz 強(qiáng)回波頻次分布(圖7b)與圖7a的分布情況基本一致。維持型對流風(fēng)暴≥45 dBz強(qiáng)回波高頻中心位于滄州中西部、保定中南部平原地區(qū)和北京南部(圖7c)。減弱型對流風(fēng)暴≥45 dBz強(qiáng)回波高頻中心位于在北京西南至保定西部的太行山東坡,最高頻位于北京西南山區(qū)(圖7d)。

注：黑色等值線：200 m和1000 m等高線。圖7 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓下山對流風(fēng)暴的(a)總體,(b)增強(qiáng)型,(c)維持型,(d)減弱型樣本的≥45 dBz回波頻次(填色)分布Fig.7 Frequency distribution of 45 dBz echoes (colored) for (a) all, (b) strengthened, (c) maintained, (d) weakened samples of mountain-to-plain convective storms in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

太行山在石家莊西部為向東開口的喇叭口地形,進(jìn)入喇叭口的氣流輻合加強(qiáng)加上地形強(qiáng)迫氣流抬升使得氣流上升運(yùn)動(dòng)加強(qiáng)(王政宇,1982),有利于此處對流風(fēng)暴增強(qiáng)和新生。石家莊北部近山平原頻次高值中心在喇叭口地形偏北處,山脈高度相對較高且東北—西南走向,與帶來暖濕水汽的偏南風(fēng)和偏東風(fēng)風(fēng)向垂直,地形抬升作用更強(qiáng),該解釋對于保定中南部頻次高值區(qū)的形成同樣適用。同時(shí),王麗榮等(2013)對于太行山東麓地面輻合線特征的分析表明太行山山麓常年存在的地形輻合線,地形輻合線的抬升作用有利于石家莊和保定附近的風(fēng)暴增強(qiáng)。將北京南部頻次高值中心分成東南部平原和西南部山區(qū)兩部分。Xiao et al(2017;2019)研究亦得到東南部平原有對流高頻中心,該平原高頻區(qū)的主要成因是北京山區(qū)的對流風(fēng)暴下山路徑在北京東南部平原匯聚。北京西南部山區(qū)地勢高,因此新生型對流風(fēng)暴頻發(fā)形成山區(qū)高頻區(qū)(圖略)。滄州極高值中心的形成,一方面是由于下山對流風(fēng)暴路徑大多匯聚在滄州西部(圖略),另一方面是受到滄州附近的邊界層輻合線(孫密娜等,2018)和渤海灣的海風(fēng)鋒(梁釗明等,2014)影響。

圖8展示了15—23時(shí)增強(qiáng)型對流風(fēng)暴的逐小時(shí)頻次空間分布。17時(shí)前,對流風(fēng)暴主要在山區(qū)活動(dòng),17—19時(shí)對流風(fēng)暴下山影響平原地區(qū),高頻區(qū)位于近山的平原地區(qū),19時(shí)之后逐漸向東南發(fā)展影響華北地區(qū)東部。風(fēng)暴整體明顯從西北向東南傳播,分布極其不均勻,最顯著的高頻區(qū)位于滄州西部。15—16時(shí)的保定南部山區(qū)高頻區(qū)向石家莊北部平原移動(dòng),下山過程中發(fā)展加強(qiáng),在石家莊北部平原形成18—21時(shí)高頻中心;而17—18時(shí)保定中部山區(qū)高頻區(qū)向保定中南部平原移動(dòng),下山過程中發(fā)展加強(qiáng),在保定中南部平原形成18—20時(shí)高頻中心。滄州高頻中心活躍時(shí)段為20—23時(shí),大多是來自保定和石家莊的對流風(fēng)暴,在滄州西部大幅增強(qiáng)后向東北方向發(fā)展到廊坊南部,而后整體東移減弱。北京南部高頻中心20—22時(shí)活躍, 18時(shí)前對流風(fēng)暴自西北部山區(qū)下山,18—19時(shí)到達(dá)平原,20—22時(shí)向東南部平原匯聚并在此加強(qiáng),與此同時(shí)北京西南部山區(qū)對流風(fēng)暴發(fā)展迅速,22時(shí)后平原和山區(qū)對流風(fēng)暴均向東南方向移動(dòng)并減弱。

維持型對流風(fēng)暴(圖略)的下山時(shí)間較增強(qiáng)型對流風(fēng)暴晚2～3 h,總體上看,多數(shù)對流風(fēng)暴從石家莊喇叭口地形以北下山,自西北向東南移動(dòng),在石家莊喇叭口和滄州西部顯著增強(qiáng)。具體演變?nèi)缦拢?0—21時(shí)高頻區(qū)位于保定南部山區(qū),21—22時(shí)移至石家莊北部平原并在此加強(qiáng);23—24時(shí)保定中部平原局地的高值區(qū)或多為新生型風(fēng)暴,此后石家莊和保定的對流風(fēng)暴均移至滄州增強(qiáng)形成滄州高頻區(qū)。滄州南部高值中心還有一個(gè)活躍時(shí)段在17—18時(shí),是從石家莊南部移來在滄州南部大幅增強(qiáng)的風(fēng)暴。

減弱型對流風(fēng)暴(圖略)位于北京西南山區(qū)的高頻區(qū)出現(xiàn)在18—20時(shí),幾乎靜止不動(dòng),以風(fēng)暴原地生消為主。保定西部山區(qū)的高頻區(qū)出現(xiàn)在16—18時(shí),西南部山區(qū)的高頻區(qū)出現(xiàn)在21—23時(shí),保定高頻中心相較于北京高頻中心弱且分散。

2.2 時(shí)間分布特征

2.2.1 月變化

逐月統(tǒng)計(jì)下山對流風(fēng)暴,結(jié)果表明(圖9)： 6月和7月風(fēng)暴下山過程多,但風(fēng)暴下山減弱的比例相對高,分別為33%和34%。5月和9月風(fēng)暴下山增強(qiáng)比例大,其中5月高達(dá)86%,這或與5月和9月大氣斜壓性強(qiáng)且高空偏西風(fēng)較強(qiáng)的環(huán)境背景下容易形成組織程度較高的對流風(fēng)暴相關(guān)。

圖9 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓下山對流風(fēng)暴的樣本數(shù)(右側(cè)坐標(biāo))和增強(qiáng)型、維持型和減弱型樣本占比(左側(cè)坐標(biāo))的月變化Fig.9 Monthly variation in the number of samples (right coordinate) and the proportion of strengthened, maintained and weakened samples (left coordinate) of mountain-to-plain convective storms in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

2.2.2 日變化

總體而言,太行山及其以東平原地區(qū)對流風(fēng)暴活動(dòng)具有顯著的日變化特征。由圖10黑色實(shí)線可得,午后至夜間(15—23時(shí))對流風(fēng)暴下山事件發(fā)生頻率高,早晨至正午(06—12時(shí))對流風(fēng)暴下山事件發(fā)生頻率低,而一旦山區(qū)出現(xiàn)對流風(fēng)暴,成功下山概率(減弱型占比<10%)很高。山區(qū)對流風(fēng)暴數(shù)從正午開始增加,午后至傍晚(15—21時(shí))達(dá)到峰值,這與地形強(qiáng)迫和太陽加熱密切相關(guān)。傍晚至夜間(18時(shí)至次日02時(shí))為平原地區(qū)受下山對流風(fēng)暴影響的高頻時(shí)段。平原峰值相較于山區(qū)峰值的滯后與對流風(fēng)暴由山區(qū)向平原地區(qū)傳播直接相關(guān)(王令等,2006;Chen et al,2012;陳明軒等,2014),同時(shí)還與平原地區(qū)夜間有利的觸發(fā)機(jī)制有關(guān),如山區(qū)和平原之間局地次級環(huán)流上升支,或東南平原地區(qū)的低空西南急流(He and Zhang,2010),以及由慣性震蕩導(dǎo)致的夜間邊界層急流(李興生等,1981)。

圖10 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓下山對流風(fēng)暴的樣本數(shù)(左側(cè)坐標(biāo))和減弱占比(右側(cè)坐標(biāo))的日變化Fig.10 Daily changes in the number of samples (left coordinate) and the weakened proportion (right coordinate) of mountain-to-plain convective storms in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

2.3 對流風(fēng)暴移動(dòng)

圖11為不同來向的風(fēng)暴下山樣本數(shù)和強(qiáng)度變化統(tǒng)計(jì)結(jié)果。從西北偏西和正西方向下山的雷暴最多,共占43%,來向往南或北偏,樣本數(shù)減少,西南和正北來向的風(fēng)暴最少(圖11黑色實(shí)線)。正西來向下山的對流風(fēng)暴絕大多數(shù)為增強(qiáng)型(72%),向南或北偏,增強(qiáng)型的比例降低,西北偏北來向的對流風(fēng)暴增強(qiáng)型比例最低,低至57%以下。

圖11 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓不同來向下山的對流風(fēng)暴的增強(qiáng)型、維持型以及減弱型占比(左側(cè)坐標(biāo))和樣本數(shù)(右側(cè)坐標(biāo))Fig.11 The proportions of the strengthened,maintained and weakened samples (left coordinate) and the number of samples (right coordinate) of the mountain-to-plain convective storms from different directions in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

從不同方向下山的對流風(fēng)暴移速分布(圖12)統(tǒng)計(jì)表明,下山對流風(fēng)暴整體移速較快,中值和均值都>11 m·s-1。正西方向下山的對流風(fēng)暴移速最快,均值為16 m·s-1,來向往南或北偏,對流風(fēng)暴移速減小。整體而言,偏西來向的移速比偏北來向的快,從正北方向下山的對流風(fēng)暴移速最慢。進(jìn)一步統(tǒng)計(jì)對比不同方向下山的增強(qiáng)型和減弱型對流風(fēng)暴的移速(表3),各個(gè)方向增強(qiáng)型對流風(fēng)暴移速均比減弱型快,從偏西方向(西南來向至西北偏西來向)下山的對流風(fēng)暴速度差顯著,其中西南偏西方向下兩類對流風(fēng)暴移速均值差達(dá)4.7 m·s-1。

表3 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓不同方向下山的增強(qiáng)型和減弱型對流風(fēng)暴的移動(dòng)速度均值分布(單位：m·s-1)Table 3 Moving velocity distribution of strengthened and weakened convective storms moving from different directions in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020 (unit： m·s-1)

注：箱內(nèi)線：中位數(shù),實(shí)心三角形：平均值。圖12 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓不同方向下山的對流風(fēng)暴的移動(dòng)速度箱線圖 Fig.12 Boxplots of the moving velocities of mountain-to-plain convective storms from different directions in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

2.4 對流風(fēng)暴類型

由圖13a可知,下山初始時(shí)刻的對流風(fēng)暴類型主要為尺度較小的多單體非線性、組織程度較差的分散性MCS和山區(qū)新生對流風(fēng)暴,三者合計(jì)占下山對流風(fēng)暴的77%。表明初始時(shí)刻下山風(fēng)暴大多尺度不大或組織程度不高。將初始時(shí)刻和最強(qiáng)盛時(shí)刻不同風(fēng)暴類型的樣本數(shù)進(jìn)行對比,線性MCS、非線性MCS樣本數(shù)分別由57個(gè)、30個(gè)增加至215個(gè)、111個(gè),增幅分別為2.8倍和2.7倍。分散性MCS和多單體非線性樣本數(shù)則分別由130個(gè)、232個(gè)減少至71個(gè)、190個(gè),樣本數(shù)有不同程度減小,表明風(fēng)暴下山過程中,對流風(fēng)暴的水平尺度顯著增大且組織性加強(qiáng)。

圖13 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓不同風(fēng)暴類型的下山對流風(fēng)暴的(a)樣本數(shù)、(b)下山強(qiáng)度變化占比和成功下山概率Fig.13 (a) The number of samples, (b) percentage of different intensity changes and probability of successfully arriving at the plain of mountain-to-plain convective storms for different storm types in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

從不同類型風(fēng)暴下山的強(qiáng)度變化(圖13b)可以看出,新生對流風(fēng)暴、分散MCS下山增強(qiáng)概率顯著高于均值,分別為77%、72%;而非線性MCS和線性MCS中雖然增強(qiáng)型占比相對較小,分別為50%、53%,但是成功下山概率高,分別為93%、91%。這是因?yàn)榻M織性較差的對流風(fēng)暴在下山過程中如果減弱,則其中超過一半(51%)難以下山到達(dá)平原地區(qū);而自身尺度很大、組織性很好的強(qiáng)對流風(fēng)暴即使下山減弱,也大多(77%)會(huì)影響平原地區(qū)。

圖14展示了不同初始類型風(fēng)暴的生命史分布,整體而言,下山對流風(fēng)暴平均生命史都較長。從生命史中值來看, 同等形態(tài)下的MCS比多單體的生命史長0.7～1.3 h。尺度相當(dāng)?shù)那闆r下,線性對流風(fēng)暴生命史比非線性長0.2～0.8 h。可見下山對流風(fēng)暴的尺度和形態(tài)對其生命史有重要影響。

注：箱內(nèi)線：中位數(shù),實(shí)心三角形：平均值。圖14 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓不同初始風(fēng)暴類型的下山對流風(fēng)暴的持續(xù)時(shí)長箱線圖Fig.14 Boxplots of the duration of mountain-to-plain convective storms of different initial storm types in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

2.5 對流風(fēng)暴面積和持續(xù)時(shí)間

由圖15a可見,增強(qiáng)型對流風(fēng)暴初始面積最小,維持型和減弱型對流風(fēng)暴的初始面積接近。增強(qiáng)型樣本的初始面積最小,表明初始時(shí)刻增強(qiáng)型對流風(fēng)暴大多尺度不大,這與2.4節(jié)中得到的初始時(shí)刻水平尺度100 km以下的對流風(fēng)暴在下山過程中水平尺度顯著增大、組織性加強(qiáng)的高發(fā)統(tǒng)計(jì)結(jié)果對應(yīng)。增強(qiáng)型對流風(fēng)暴在下山過程中尺度顯著增大,到達(dá)平原之前對流風(fēng)暴面積可擴(kuò)展到初始面積的約3倍,到達(dá)平原后對流風(fēng)暴在平原地區(qū)的平均面積可以達(dá)到初始面積的約4.6倍(圖15b)。下文統(tǒng)計(jì)表明,增強(qiáng)型的對流風(fēng)暴下山用時(shí)大多為1～2 h,可見增強(qiáng)型對流風(fēng)暴下山過程中面積急劇增大,≥45 dBz回波面積增幅可以作為對流風(fēng)暴下山增強(qiáng)的預(yù)警指標(biāo)之一。同時(shí)增強(qiáng)型對流風(fēng)暴在平原的面積增幅也很大,說明到達(dá)平原后還在繼續(xù)增強(qiáng),因此對流風(fēng)暴在山坡的強(qiáng)度變化可作為預(yù)測其平原發(fā)展情況的依據(jù)之一。

注：縱坐標(biāo)數(shù)字指示以該數(shù)為邊長的正方形面積,箱內(nèi)線：中位數(shù),實(shí)心三角形：平均值。圖15 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓下山對流風(fēng)暴中(a)不同強(qiáng)度變化樣本的初始面積和(b)增強(qiáng)型樣本發(fā)展過程中的面積變化箱線圖Fig.15 Boxplots of (a) the initial area distribution of mountain-to-plain convective storms with different intensity changes and (b) area changes during the development of the strengthened samples of mountain-to-plain convective storms in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

對不同強(qiáng)度變化的對流風(fēng)暴生命史(圖16a)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)可得,增強(qiáng)型和維持型對流風(fēng)暴生命史大多在4～8 h,減弱型對流風(fēng)暴生命史大多在2～4 h。生命史>4 h的對流風(fēng)暴下山大多(76%)增強(qiáng)。減弱型對流風(fēng)暴生命史>4 h的占比僅為37%。從圖16b 可見,增強(qiáng)型對流風(fēng)暴下山大多用時(shí)1～2 h,而維持型和減弱型對流風(fēng)暴用時(shí)多為2～4 h,表明下山用時(shí)短的對流風(fēng)暴下山增強(qiáng)的概率高。由圖16c,增強(qiáng)型對流風(fēng)暴影響平原時(shí)長多為4～8 h,減弱型對流風(fēng)暴影響平原時(shí)長在1～4 h,維持型對流風(fēng)暴影響平原時(shí)長約在2～4 h。在平原地區(qū)持續(xù)4～8 h的對流風(fēng)暴的風(fēng)暴類型以線性MCS(47%)和非線性MCS(30%)為主。

注：所有樣本占比顯示在小框內(nèi)。圖16 基于2011—2020年全國雷達(dá)組合反射率因子拼圖得到的太行山東麓不同強(qiáng)度變化的下山對流風(fēng)暴(a)生命史,(b)下山時(shí)長,(c)影響平原時(shí)長Fig.16 (a) Lifetime, (b) duration of going downhill, (c) duration of impact on the plain of mountain-to-plain convective storms with different intensity changes in the eastern foothills of the Taihang Mountains based on the national composite radar reflectivity factor data mosaics between 2011 and 2020

3 結(jié)論與討論

基于組合反射率因子,對2011—2020年中國太行山(含北京燕山)東麓暖季(5—9月)下山的對流風(fēng)暴進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析,得到如下結(jié)論：

(1)本研究篩選的645個(gè)暖季太行山區(qū)對流風(fēng)暴下山過程中大多(63%)增強(qiáng),且多由西側(cè)移來(79%),還有少部分(21%)在山坡新生;86%的對流風(fēng)暴能成功下山影響平原地區(qū)。

(2)從保定市中部山區(qū)和北京西南部山區(qū)下山的對流風(fēng)暴相對較多,下山對流風(fēng)暴≥45 dBz回波存在石家莊市北部近山平原、北京南部兩個(gè)高頻中心,保定中南部、滄州市西部兩個(gè)次高頻中心,不同高頻中心的活躍時(shí)段不同,不同強(qiáng)度變化類型的高頻活動(dòng)中心不同,增強(qiáng)型的對流風(fēng)暴達(dá)到平原的時(shí)間較其他型早2～3 h。

(3)6月和7月從太行山東麓下山的對流風(fēng)暴最多,但增強(qiáng)型比例相較其他月份低,5月和9月下山對流風(fēng)暴樣本雖少但絕大部分下山增強(qiáng)。下山對流風(fēng)暴活動(dòng)有明顯的日變化特征,午后至夜間(15—23時(shí))對流風(fēng)暴下山事件頻發(fā),早晨至正午(06—12時(shí))下山的對流風(fēng)暴少,但90%下山增強(qiáng)或維持;17時(shí)山區(qū)對流風(fēng)暴最為活躍,18時(shí)至次日02時(shí)為平原地區(qū)受下山對流風(fēng)暴影響的高頻時(shí)段。

(4)對流風(fēng)暴強(qiáng)度變化與移速大小和來向有關(guān),正西方向下山的對流風(fēng)暴樣本數(shù)最多,增強(qiáng)型比例最高且移速最快;下山過程中對流風(fēng)暴結(jié)構(gòu)多向MCS發(fā)展;水平尺度大于100 km并且結(jié)構(gòu)密實(shí)的對流風(fēng)暴更容易成功下山;增強(qiáng)型風(fēng)暴下山過程中面積急速增大,到達(dá)平原前一時(shí)刻面積增加約2倍,平原地區(qū)風(fēng)暴平均面積為初始面積的約4.6倍;下山對流風(fēng)暴的尺度和形態(tài)對其生命史有重要影響,增強(qiáng)型的對流風(fēng)暴在平原地區(qū)可持續(xù)4～8 h,在山區(qū)停滯時(shí)間過長(大于2 h)的對流風(fēng)暴下山維持或減弱的概率更大。

本研究選擇對平原地區(qū)影響較大的、較強(qiáng)的下山對流風(fēng)暴作為研究對象進(jìn)行統(tǒng)計(jì)研究,目的是揭示下山對流風(fēng)暴的時(shí)空特征和演變的統(tǒng)計(jì)規(guī)律,為后續(xù)機(jī)理研究提供事實(shí)基礎(chǔ)。下一步將根據(jù)環(huán)境條件的統(tǒng)計(jì)特征對對流風(fēng)暴下山的影響因子進(jìn)行深入分析。